autoreferat - IGiPZ PAN

Transkrypt

AUTOREFERAT
1. Imię i Nazwisko.
Stanisław Kędzia
2. Posiadane dyplomy, stopnie naukowe.
27.04.2005
Stopień naukowy doktora w zakresie geografii fizycznej, nadany przez Radę
Naukową Instytutu Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania na
podstawie rozprawy „Klimatyczne i topograficzne uwarunkowania
występowania wieloletniej zmarzliny w Tatrach Wysokich (na przykładzie
Koziej Dolinki)”
Promotor: prof. dr hab. Adam Kotarba
23.06. 1993
Stopień naukowy magistra geografii
Uniwersytet Jagielloński, Wydział Biologii i Nauk o Ziemi, Instytut
Geografii
Praca magisterska: „Klimatyczne uwarunkowania płatów wiecznego śniegu
w Tatrach na przykładzie śnieżnika w Kotle Mięguszowieckim”
Promotor: prof. dr hab. Barbara Obrębska-Starklowa
1985
Dyplom Technika-Mechanika, Świadectwo Dojrzałości
Technikum Mechaniczne, Zespół Szkół Technicznych w Andrychowie
3. Informacje o dotychczasowym zatrudnieniu w jednostkach
naukowych/artystycznych.
01.01.2015
Kierownik Stacji Badawczej im. M. i M. Kłapów na Hali Gąsienicowej
Polska Akademia Nauk
Instytut Geografii i Przestrzennego Zagospodarowania
Zakład Badań Geośrodowiska w Krakowie
01.07.2014
Starszy specjalista
Zakład Badań Geośrodowiska w Krakowie
1.10.2005-30.06.2009 Starszy wykładowca (drugi etat)
Wszechnica Świętokrzyska w Kielcach
22.06.2005
Adiunkt
Zakład Geomorfologii i Hydrologii Gór i Wyżyn w Krakowie
1.12.1997
Asystent
1.03.1993
Pracownik techniczny
4. Wskazanie osiągnięcia* wynikającego z art. 16 ust. 2 ustawy z dnia 14 marca
2003 r. o stopniach naukowych i tytule naukowym oraz o stopniach i tytule w
zakresie sztuki (Dz. U. nr 65, poz. 595 ze zm.):
a) tytuł osiągnięcia naukowego/artystycznego,
Wpływ zmian klimatu na wybrane elementy kriosfery i modelowanie rzeźby
Tatr i Karkonoszy
b) (autor/autorzy, tytuł/tytuły publikacji, rok wydania, nazwa wydawnictwa,
recenzenci wydawniczy),
1. Gądek B., Grabiec M., Kędzia S., Rączkowska Z., 2016. Reflection of climate changes
in the structure and morphodynamics of talus slopes (the Tatra Mountains, Poland).
Geomorphology 263, 39-49.
Mój udział procentowy szacuję na 25%.
2. Kędzia S., Parzóch K., 2016. Aktywność spływów gruzowych w polskiej części
Karkonoszy w świetle badań lichenometrycznych. Przegląd Geograficzny 88 (3), (w
druku, nr doi: http://dx.doi.org/10.7163/PrzG.2016.3.0).
3. Gądek B., Grabiec M., Kędzia S., 2015. Application of the ground penetrating radar
to identification of the thickness and structure of the sediments in postglacial lakes,
illustrated with an example of Mały Staw lake (the Karkonosze Mountains). Studia
Geomorphologica Carpatho-Balcanica 49, 5-13.
Mój udział procentowy szacuję na 33,3%.
4. Kędzia S., 2015a. The occurrence of glaciers in the Polish Tatra Mountains during
the Little Ice Age. Zeitschrift für Geomorphologie 59,2, 229-241.
5. Kędzia S., 2015b. Lichenometric curves for the Polish part of the Karkonosze and Tatra
Mountains established with a new method. Zeitschrift für Geomorphologie 59,1, 103-118.
6. Kędzia S., 2014. Are there any active rock glaciers in the Tatra Mountains? Studia
Geomorphologica Carpatho-Balcanica 48, 5-16.
7. Gądek B., Grabiec M., Kędzia S., 2013. Rzeźba i wybrane elementy klimatu najwyżej
położonych cyrków polodowcowych na przykładzie Koziej Dolinki [w:] Z. Rączkowska,
A. Kotarba (red.), Dolina Suchej Wody w Tatrach. Środowisko i jego współczesne
przemiany, Prace Geograficzne IGiPZ PAN 239, 49-66.
Mój udział procentowy szacuję na 33,3%.
8. Kędzia S., 2013a. Nowa krzywa lichenometryczna dla polskiej części Tatr. Przegląd
Geograficzny 85, 1, 53-63.
9. Kędzia S., 2013b. Problems and possibilities of lichenometric dating in Polish
mountains. Geographia Polonica 86, 4, 363-374.
10. Kędzia S., Parzóch K., 2013. The activity of debris flows in the Łomniczka Cirque
in the light of lichenometric dating. Opera Corcontica Vrchlabí Správa Krkonošského
národního parku, Dobrovského, 50/S, 75-80.
11. Kędzia S., 2011. Krzywa lichenometryczna porostu naskalnego
geographicum dla Karkonoszy. Przyroda Sudetów 14, 141-148.
Rhizocarpon
12. Kędzia S.,2010. The age of debris surfaces on the Żółta Turnia Peak (the Polish Tatra
Mts.). Geomorphologia Slovaca et Bohemica 10, 2, 29-38.
13. Gądek B., Grabiec M., Kędzia S., Rączkowska Z., 2010. Struktura wewnętrzna
i morfodynamika wybranych stoków gruzowych Tatr w świetle wyników pomiarów
georadarowych i lichenometrycznych. [w:] A. Kotarba (red.) Nauka a zarządzanie
obszarem Tatr i ich otoczeniem. T.1. Nauki o Ziemi. Materiały IV Konferencji "Przyroda
Tatrzańskiego Parku Narodowego a człowiek", Zakopane, 14-16 października 2010.
Zakopane, 55-61.
c) omówienie celu naukowego/artystycznego ww. pracy/prac i osiągniętych
wyników wraz z omówieniem ich ewentualnego wykorzystania.
Wstęp
Zmiany klimatu, zarówno obecne jak i w przeszłości, są przedmiotem szczególnego
zainteresowania ze względu na ich duży wpływ na większość form życia i procesów
zachodzących na powierzchni Ziemi. Ponieważ środowisko wysokogórskie uważane jest za
szczególnie wrażliwe na zmiany klimatu, dlatego w Tatrach od lat prowadzone są badania
dotyczące zmian klimatu i ich wpływu na środowisko (m. in. Hess 1965, 1968; Cebulak 1983;
Niedźwiedź 1996, 2000, 2004; Obrębska-Starkel i in. 1995; Kotarba i Pech 2002; Kotarba
2004; Trepińska 2010; Kotarba i in. 2013). W górach, zwłaszcza wysokich, do jednych
z najbardziej spektakularnych zdarzeń hydrometeorologicznych i rzeźbotwórczych należą
spływy gruzowe. Dotychczasowe badania (m.in. Krzemień 1988; Kotarba 1989, 1991, 1992,
1994, 1995, 1997, 2001, 2004, Kotarba i in. 1987; Kotarba i Pech 2002; Kotarba i in. 2013)
wykazały wyraźny związek aktywności spływów gruzowych ze zmianami klimatu. Jednakże
mimo wielu prac dotyczących zmian klimatu Tatr, nadal nie można było szczegółowo
odpowiedzieć na pytanie jaki był udział jego wybranych elementów w zmianie aktywności
procesów morfogenetycznych, a szczególnie spływów gruzowych. Nie można było również
określić trendu zmian w aktywności tych procesów.
W 2006 r. podjąłem w polskiej części Tatr szczegółowe badania dotyczące wpływu
zmian klimatu na wybrane procesy geomorfologiczne z zastosowaniem lichenometrii, zdjęć
lotniczych i geofizycznych sondowań. Ze względu na występującą w Tatrach wieloletnią
zmarzlinę i dużą liczbę wieloletnich płatów śnieżnych oraz ich wpływ na morfodynamikę
stoków, postanowiłem również zbadać wpływ zmian klimatu na wybrane elementy kriosfery
i ich związek z procesami geomorfologicznymi. Mimo, iż Tatry są obiektem badań wielu
geografów fizycznych i powstało wiele prac z tego zakresu, to jednak niektóre bardzo ważne
problemy badawcze do tej pory nie zostały rozwiązane. Wiele hipotez dotyczących na
przykład aktywności lodowców gruzowych i wielkości zlodowacenia Tatr w okresie małej
epoki lodowej, miąższości i struktury wewnętrznej stożków usypiskowych oraz tempa ich
rozwoju, nie zostało potwierdzonych datowaniami ani też badaniami geofizycznymi. Nie
wszystkie wyniki badań prowadzonych w Tatrach Wysokich można było porównać
z wynikami badań prowadzonych w Tatrach Zachodnich. Na przykład w tych ostatnich brak
było datowań lichenometrycznych i nie można było porównać aktywności spływów
gruzowych pomiędzy obiema częściami Tatr. Zaplanowane badania miały nie tylko uzupełnić
i uszczegółowić dotychczasowe wyniki, ale również potwierdzić bądź też zaprzeczyć
dotychczasowym tezom dotyczącym aktywności procesów morfogenetycznych i ich
zależności od zmian klimatu.
W trakcie prowadzenia w Tatrach badań dotyczących wpływu zmian klimatu na
wybrane procesy geomorfologiczne, postanowiłem przeprowadzić w Karkonoszach
analogiczne badania jak w Tatrach i porównać wyniki otrzymane z obu masywów.
Badania w Tatrach
Od 2007 r. prowadziłem zarówno w Tatarch Wysokich jak i Zachodnich, szczegółowe
badania nad odzwierciedleniem współczesnych zmian klimatu w morfodynamice stoków
tatrzańskich. Badania obejmowały między innymi datowania lichenometryczne powierzchni
stoków gruzowych (ze szczególnym uwzględnieniem spływów gruzowych), analizę zdjęć
lotniczych pod kątem procesów zachodzących na stokach gruzowych, sondowania
georadarowe datowanych lichenometrycznie stoków (w tym również sondowanie całościowe
jednego z wybranych wysoko położonych cyrków polodowcowych), oraz analizę opadów
(głównie ze stacji na Kasprowym Wierchu i Hali Gąsienicowej) pod kątem sum dobowych
opadów i ich intensywności.
W celu przeprowadzenia dokładnego datowania lichenometrycznego utworzyłem dla
polskiej części Tatr nową krzywą lichenometryczną dla porostu naskalnego Rhizocarpon
geographicum (Kędzia 2015b, 2013a). Podczas datowania za pomocą dotychczasowych
krzywych, wyznaczonych przez A. Kotarbę (1988b) dla piętra klimatycznego bardzo
chłodnego i umiarkowanie zimnego (Fig. 1), form rzeźby o dużej rozciągłości pionowej
(ponad 400-500 m) lub znajdujących się w pobliżu czy też na granicy pięter klimatycznych,
zachodził problem doboru odpowiedniego współczynnika wzrostu (ang. lichen factor),
ponieważ tempo przyrostu plech zmienia się wraz z wysokością w sposób płynny, a nie
skokowy. Na przykład dla form powstałych w wyniku spływów gruzowych
i przemodelowanych przez nie na stożku usypiskowo obrywowym pod Skrajną Turnią (Fig.
2) nie można przyjąć dwóch wartości współczynnika wzrostu. Natomiast przyjęcie jednej
wartości powoduje, że w miarę oddalania się od środka piętra klimatycznego dla którego
został przyjęty współczynnik wzrostu, dokładność datowania lichenometrycznego będzie
maleć. W skrajnych przypadkach błąd datowania może wynosić kilkanaście lat. Dla form
rzeźby powstałych ponad wiek temu taki błąd można jeszcze zaakceptować. Natomiast dla
młodszych form, powstałych w ostatnich kilkudziesięciu latach, taka wartość błędu jest zbyt
duża. Zastosowanie interpolacji tylko częściowo rozwiązywało problem. Natomiast
wyznaczanie wąskich przedziałów wysokości i konstruowanie dla nich oddzielnych krzywych
zmniejsza błąd datowania, ale z praktycznego punktu widzenia stosowanie kilku krzywych
dla jednego obszaru jest mało wygodne.
Fig. 1. Krzywe lichenometryczne dla polskiej części Tatr wyznaczone przez A. Kotarbę
(1988b).
W dotychczasowej metodzie krzywe wzrostu wyznacza się uśredniając średnice
największych plech znajdujące się na różnych wysokościach, co samo w sobie generuje błąd.
Zaistniała potrzeba stworzenia nowej krzywej lichenometrycznej, która pozwalałaby uniknąć
wyżej wymienionych niedokładności. Liczne terenowe eksperymenty pomiarowe połączone
ze statystyczną obróbką danych doprowadziły do powstania, prawdopodobnie pierwszej
na świecie, krzywej lichenometrycznej prezentującej tempo wzrostu plech w zależności od
wysokości w sposób liniowy, a nie skokowy (Fig. 3). W ten sposób uzyskano dokładniejsze
daty i odczyt nowych zdarzeń w postaci spływów gruzowych, zapisanych w formach przez
nie utworzonych. Dowodem większej dokładności datowania z zastosowaniem krzywej
ciągłej jest między innymi krzywa wzrostu plech dla Tatr wyznaczona przeze mnie
w tradycyjny sposób (Fig. 4) na podstawie tych samych obiektów reperowych co nowa
krzywa (Fig. 3). Współczynnik korelacji R2 dla nowej krzywej wynosi 0.9831, natomiast dla
krzywej wyznaczonej tradycyjnie 0.9644, co świadczy o lepszym dopasowaniu i tym samym
dokładniejszych datach otrzymanych przy użyciu nowej krzywej wzrostu plech (Kędzia
2015b, 2013a). Oprócz wyznaczenia krzywej wzrostu plech prowadziłem również badania
nad wypracowaniem najlepszej metody obliczeniowej dla mierzonych plech (Kędzia 2013b).
Fig. 2. Stożek usypiskowo-obrywowy pod Skrajną Turnią w Tatrach z zaznaczoną granicą
pięter klimatycznych i współczynnikami wzrostu wyznaczonymi przez A. Kotarbę w 1988 r.
(Kędzia 2015).
Fig. 3. Krzywe wzrostu plech dla Tatr i Karkonoszy wyznaczone nową metodą. Trójkątnymi
sygnaturami zaznaczono współczynniki wzrostu wyznaczone przez A. Kotarbę dla
tatrzańskich pięter klimatycznych umiarkowanie zimnego i bardzo chłodnego (Kędzia 2015).
Fig. 4. Krzywa wzrostu plech dla Tatr wyznaczona w tradycyjny sposób (Kędzia 2015).
Za pomocą datowania lichenometrycznego i analizy zdjęć lotniczych wyznaczono fazy
wzmożonej aktywności procesów morfogenetycznych na stokach w Tatrach Wysokich i po
raz pierwszy w Tatrach Zachodnich (Fig. 5). W okresie ostatnich 200 lat gruzowe stoki Tatr
były najaktywniejsze w trzech okresach: pod koniec małej epoki lodowej, w latach
trzydziestych i czterdziestych XX w. oraz po roku 1970 (Kędzia 2010; Gądek i in. 2010,
2016).
W końcowym okresie małej epoki lodowej najbardziej zaznaczyły się lata 1820-1830,
1850-1860, 1880-1900 oraz 1910-1920. W większości odpowiadają one okresom awansu
lodowców w Alpach, wyznaczonych przez badaczy alpejskich (m.in. Vivian 1975; Bachmann
1979; Röthlisberger et al. 1980; Zumbühl et al. 1983) oraz okresom aluwiacji stoków
wyznaczonym przez A. Kotarbę (1995, 2004) na podstawie badań w Tatrach Wysokich. Na
wielu stokach gruzowych udział powierzchni uformowanych w okresie małej epoki lodowej
jest wciąż bardzo duży.
Kolejnym okresem o zwiększonej intensywności modelowania stoków były lata
trzydzieste i czterdzieste XX w. Były to lata stosunkowo ciepłe, z kilkoma bardzo ostrymi
zimami w Tatrach i dużą powodzią w Karpatach Zachodnich w 1934 r. (Niedźwiedź 1996,
2000). Zaznaczyła się wzmożona aktywność lawin śnieżnych (Kaczka i in. 2015; Rączkowska
i in. 2015).
Ostatnia faza wzmożonej aktywności modelowania stoków gruzowych (głównie przez
spływy gruzowe) w Tatrach rozpoczęła się w latach siedemdziesiątych ubiegłego wieku i trwa
do chwili obecnej.
Wyżej wymienione fazy, zwłaszcza najstarsze, nie zaznaczają się na wszystkich
badanych stokach gruzowych. Przyczyną jest głównie przestrzenne zróżnicowanie natężenia
opadów, a także zasypywanie starszych utworów przez młodszy materiał gruzowy. Jednakże
na niektórych stokach przekształcanie stoków zachodziło w miarę równomiernie przez okres
ostatnich 200 lat. Nie stwierdzono, aby w okresie omawianych 200 lat aktywność badanych
stoków gruzowych wykazywała stałą tendencję. Wyniki badań lichenometrycznych
w powiązaniu z analizą długookresowych danych opadowych wskazują na wyraźną zależność
pomiędzy aktywnością procesów morfogenetycznych modelujących stoki gruzowe (głównie
spływów gruzowych) a zmianami klimatu (Gądek i in. 2010,2016). Zmienność
i zróżnicowanie modelowania stoków, głównie przez spływy gruzowe, w ostatnim okresie
drugiej połowy XX w. w Tatrach jest podobna do stwierdzanej w niezlodowaconej części Alp
francuskich (Jomelli i in. 2004).
Fig. 5. Procentowy udział powierzchni o określonym wieku w stosunku do całej powierzchni
stoku gruzowego. Znaczenie skrótów: imp. – powierzchnie świeże bez plech, older –
powierzchnie sprzed 1800 r., n.d. – powierzchnie których wieku nie da się określić wskutek
np. pojawienia roślinności (kosodrzewiny, muraw wysokogórskich), CS – Dolina Rybiego
Potoku-Czarny Staw, MS – Dolina Rybiego Potoku-Morskie Oko, ZT – Dolina Suchej WodyŻółta Turnia, ST – Dolina Suchej Wody-Skrajna Turnia, KB – Dolina Kościeliska-Błyszcz,
CW – Dolina Chochołowska-Wołowiec (Gądek i in. 2016).
Aktywność stoków gruzowych w Tatrach związana jest z impulsami
hydrometeorologicznymi, przy czym wrażliwość na te impulsy zależy od wielkości
i ukształtowania obszaru alimentacyjnego, w tym ilości dostarczanej zwietrzeliny oraz typu
i dynamiki procesów stokowych. Na podstawie analizy danych opadowych stwierdzono,
że suma dobowa opadów ma dużo mniejsze znaczenie niż natężenie opadów. Im większe
natężenie opadu, tym krótszy czas potrzebny do uruchomienia spływów gruzowych. Przy
natężeniu wynoszącym 1,0-1,5mm/min już po około 15 minutach może dojść do powstania
spływów gruzowych (Gądek i in. 2010,2016).
Przeprowadzone sondowanie georadarowe stoków gruzowych w Dolinach Rybiego
Potoku, Suchej Wody, Kościeliskiej i Chochołowskiej dostarczyło pierwszych w historii
badań Tatr kompleksowych informacji o miąższości i strukturze piargów, oraz kształcie
skalnego podłoża, miąższości i strukturze wypełnień w zawieszonym cyrku polodowcowym –
Koziej Dolince (Gądek i in. 2010,2016; Gądek i in. 2013).
Dotychczasowa miąższość największych stożków piargowych w Tatrach była
szacowana na około 15 m (Lukniš 1973). Sondowania georadarowe wykazały,
że maksymalna grubość badanych stożków waha się od 20 do 35 m. Zróżnicowanie
miąższości stożków piargowych w Tatrach nawiązuje głównie do różnic w rzeźbie,
uwarunkowanych przez litologię. Większa odporność skał granitoidowych w Tatrach
Wysokich zadecydowała o korzystniejszych warunkach dla rozwoju zlodowaceń, wskutek
których kotły i żłoby lodowcowe na tym obszarze są otoczone rozleglejszymi ścianami
i stokami skalnymi niż w Tatrach Zachodnich. Stwierdzono, że maksymalna grubość stożków
piargowych zależy przede wszystkim od aktywności procesów dostarczających materiał
skalny oraz od wielkości i ukształtowania obszaru alimentacyjnego. Położenie wysokościowe
i ekspozycja stoku nie mają tak dużego znaczenia. Nie stwierdzono też związku pomiędzy
grubością usypiska a jego rozciągłością pionową (Gądek i in. 2010,2016; Gądek i in. 2013).
Sondowania georadarowe w Koziej Dolince dostarczyły niezwykle interesujących
informacji o tym wysoko zawieszonym cyrku polodowcowym. Jego skalne podłoże jest
przegłębione o około 30 m. Natomiast miąższość luźnego materiału na nim zalegającego
wynosi od 55 m w dolnej części cyrku do 35 m w jego górnej części. Skalny rygiel
przykrywają utwory morenowe o grubości od 12 do 17 m. Mimo małych rozmiarów
omawianego cyrku, miąższość niektórych badanych stożków wynosiła ponad 30 m (Gądek
i in. 2013).
Po zakończeniu wyżej wspomnianego projektu prowadziłem w Tatrach dalsze
badania, których celem było znalezienie odpowiedzi na dwa zagadnienia, pojawiające się
w literaturze tatrzańskiej od wielu lat. Pierwszym problemem badawczym było znalezienie
dowodów na występowanie, bądź zaprzeczenie istnienia w okresie małej epoki lodowej
aktywnych lodowców gruzowych. Drugim – określenie stopnia zlodowacenia polskiej części
Tatr we wspomnianym okresie.
Pierwsza wzmianka o lodowcach gruzowych w Tatrach pojawiła się w pracy
J. Partscha w 1923 r. Przez następne dziesięciolecia opisy tych form zamieszczali w swoich
pracach m. in. M. Lukniš (1973), A. Nemčok oraz T. Mahr (1974), M. Klimaszewski (1948,
1988), A. Jahn (1958), Kotarba (1986, 1988a, 1991-1992; L. Kaszowski, K. Krzemień oraz P.
Libelt (1988), P. Kłapyta (2011, 2013). W 1986 ukazała się praca J. Dzierżka
i J. Nitychoruka, natomiast w 1987 praca J. Dzierżka, L. Lindnera i J. Nitychoruka. W obu
pracach autorzy wysuwają tezę o tworzeniu się w okresie małej epoki lodowej przełęczowych
lodowców gruzowych. A. Kotarba w pracy z 1986 r. jako pierwszy wskazał na licznie pokryte
porostem naskalnym Rhizocarpon geographicum głazy, tworzące lodowiec gruzowy
w Świstówce Rostockiej, które świadczą o stabilności tej formy od długiego czasu. Podobnie
jak większość autorów zajmujących się problematyką lodowców gruzowych w Tatrach,
stwierdził, że do ich powstania doszło w okresie młodszego dryasu, lub nawet wcześniej.
W roku 2000 Ł. Ostrowski (2002), a później M. Ciepły (2011) prowadzili pomiary ruchu na
lodowcu gruzowym w Świstówce Rostockiej. Na trzech stanowiskach pomiarowych,
usytuowanych w górnej części lodowca, stwierdzili występowanie ruchu, który według tychże
autorów był spowodowany występowaniem wieloletniej zmarzliny.
W 2014 r. przeprowadziłem pomiary lichenometryczne na lodowcu gruzowym
w Świstówce Roztockiej oraz lodowcu gruzowym w Buczynowej Dolince (Kędzia 2014).
Celem tych badań było wykazanie za pomocą datowania lichenometrycznego, czy
wymienione lodowce gruzowe wykazują ruch charakterystyczny dla aktywnych form
zawierających lód w swojej masie. Z analizy rozkładu przestrzennego plech i ich wieku
wynika, że conajmniej od około 400 lat lodowce gruzowe nie wykazywały ruchu
charakterystycznego dla tego typu aktywnych form, zawierających w sobie lód.
Przemieszczanie się pojedyńczych głazów, czy nawet grupy głazów tworzących lodowiec
gruzowy, nie musi być związane z występowaniem wieloletniej zmarzliny. Na skutek
śnieżnych lawin oraz dostawy materiału gruzowego ze stoków, głazy tworzące lodowiec
gruzowy mogą być obracane i przemieszczane. Najczęściej ma to miejsce w częściach
brzeżnych lodowca, zwłaszcza na kontakcie ze stożkami usypiskowo-obrywowymi. Również
w miejscach o dużym nachyleniu, materiał gruzowy pod wpływem działania siły grawitacji
może wykazywać niewielki ruch (Kędzia 2014). Podobne wyniki uzyskano przy badaniu
lodowca gruzowego przy Wielkim Hińczowym Stawie w słowackiej części Tatr (Kędzia i in.
2004). Lodowce gruzowe w Tatrach najprawdopodobniej zaczęły się tworzyć, tak jak twierdzi
większość autorów, na przełomie plejstocenu i holocenu. Część lodowców gruzowych mogła
być jeszcze aktywna, lub nawet powstać w okresie Venedigeru, kiedy to wytopiły się ostatnie
wysoko położone lodowce karowe Tatr (Baumgart-Kotarba M., Kotarba A., 2001 a,b).
W celu rozwiązania drugiego problemu, dotyczącego wielkości zlodowacenia Tatr
w okresie małej epoki lodowej, do badań wybrałem dwa wieloletnie płaty śnieżne: największy
w polskiej części Tatr zalegający w Kotle Mięguszowieckim, oraz znacznie mniejszy
znajdujący się pod Bulą pod Rysami (Kędzia 2015a).
Płat śnieżny w Kotle Mięguszowieckim, nazwany przez J. Kondrackiego
lodowczykiem (Kondracki 1967), jest największą i najbardziej stabilną tego typu formą
w polskiej części Tatr (Wiśliński 2002). Według S. Wdowiaka (1961) we wrześniu 1959 r.
występowało w nim 126 warstw rocznych, przy czym wiek najstarszej ocenił on na 150 lat.
Ponad 30 lat później, na skutek zmian klimatu, liczba warstw rocznych zmalała do zaledwie
kilku (Kędzia 1993). Pomiary lichenometryczne prowadzone przeze mnie na skalnej ścianie
do której przylega lodowczyk oraz na głazach wokół niego wykazały, że największą
miąższość osiągnął najprawdopodobniej w połowie XIX w., czyli w czasie największego
awansu wielu lodowców alpejskich (m. in. Vivian 1975; Bachmann 1979; Röthlisberger i in.
1980; Zumbühl i in. 1983). W brzeżnej części miąższość lodu i firnu była większa
od obecnej o około 3-4 m, natomiast w środkowej części o około 10 m (Kędzia 2015a).
Płat śnieżny pod Bulą pod Rysami w przeciwieństwie do Lodowczyka
Mięguszowieckiego jest mniejszą i znacznie mniej stabilną formą, która w ostatnich
kilkudziesięciu latach ulegała wielokrotnie całkowitemu wytopieniu. Prowadzone przeze
mnie pomiary lichenometryczne wykazały, że największą miąższość płat osiągnął na
przełomie XIX i XX w. Różnica pomiędzy współczesną miąższością a maksymalną wynosi
od około 0,5 m do około 2 m. (Kędzia 2015a).
Podczas małej epoki lodowej w polskiej części Tatr nie było w pełni wykształconych
lodowców, co jest zgodne z wcześniejszymi hipotezami J. Jani (Jania 1997). Lodowczyk
Mięguszowiecki oraz wieloletnie płaty śnieżne na zmianę klimatu w postaci ochłodzenia,
zareagowały głównie poprzez zwiększenie swojej miąższości. Powierzchnia istniejących już
wówczas płatów podlegała mniejszym wahaniom niż grubość, głównie za sprawą
otaczających je wałów niwalnych (protalus ramparts). Masa lodowczyka nie była
wystarczająca aby przekroczyć, bądź przemieścić wały. Reakcję Lodowczyka
Mięguszowieckiego na zmiany klimatu można uznać za charakterystyczną dla małych
lodowców, natomiast reakcję płata pod Bulą pod Rysami należy uznać za reprezentatywną dla
większości istniejących obecnie płatów śnieżnych w Tatrach (Kędzia 2015a).
Prowadziłem również obserwacje dotyczące występowania w Tatrach współcześnie
aktywnych gruntów strukturalnych oraz tworzenia się wieloletniej zmarzliny pochodzenia
glacjogenicznego. Współczesna wieloletnia zmarzlina w Tatrach jest pochodzenia
kriogenicznego (criogenic permafrost) i glacjogenicznego (glacigenic permafrost).
Przykładem zmarzliny kriogenicznej jest zmarzlina w Koziej Dolince (m. in. Kędzia i in.
1998; Mościcki, Kędzia 2001; Lamparski, Kędzia 2007), natomiast opisana przeze mnie
zmarzlina w Kotle Mięguszowieckim jest zmarzliną pochodzenia glacjogenicznego. Oba typy
zmarzliny mają niewielki wpływ na obecnie zachodzące procesy peryglacjalne. Powodem
tego jest znaczna miąższość warstwy aktywnej (np. 2 m w Koziej Dolince) i intensywne
procesy stokowe związane z dużym nachyleniem powierzchni stoków (Kędzia 2004;
Rączkowska 2007; Gądek i in. 2016).
Badania w Karkonoszach
Badania w Karkonoszach rozpocząłem w 2010 r. od sporządzenia pierwszej w historii
badań tych gór krzywej wzrostu plech dla porostu Rhizocarpon geographicum (Kędzia 2011,
2015b). Krzywa została sporządzona głównie dla partii grzbietowych. Ponieważ klimat
kotłów polodowcowych różni się od klimatu partii grzbietowych, w każdym badanym kotle
należało znaleźć obiekt reperowy o znanej dacie powstania, w celu kalibracji współczynnika
wzrostu plech. Bardzo dużym utrudnieniem w datowaniu lichenometrycznym było duże
zróżnicowanie w ilości plech i tempie ich przyrostu. Głównym powodem takiego stanu jest
szybkie zarastanie roślinnością badanych form utworzonych przez spływy gruzowe oraz
zróżnicowanie w zanieczyszczeniu powietrza a także zróżnicowaniu topoklimatycznym.
Datowanie niektórych form geomorfologicznych było bardziej zbliżone do szacowania, niż
datowania. Mimo tych trudności udało się po raz pierwszy w Karkonoszach przeprowadzić
datowanie lichenometrycznie form utworzonych przez spływy gruzowe w pięciu kotłach
polodowcowych: Kotle Łomniczki, Wielkim Śnieżnym Kotle, Czarnym Kotle
Jagniątkowskim, Kotle Małego Stawu oraz niszy niwalnej Białego Jaru (Tab. 1). Na
podstawie otrzymanych dat można wyróżnić trzy fazy aktywności spływów gruzowych
w Karkonoszach. Najstarsza faza odpowiada okresowi małej epoki lodowej, a właściwie jej
ostatnim kilkudziesięciu latom. Okres ten obfitował w dużą liczbę spływów gruzowych,
ponieważ mimo upływu prawie wieku od zakończenia małej epoki lodowej, w każdym
z badanych cyrków polodowcowych znaleziono formy utworzone przez spływy gruzowe
z tego okresu. Następna faza, datowana na okres od lat trzydziestych do lat osiemdziesiątych
XX w., charakteryzowała się małą aktywnością omawianych procesów. Wyjątkiem był rok
1964, w którym wystąpiły liczne spływy gruzowe z wyraźnymi formami lub nagromadzenia
materiału gruzowego, świadczące o znacznym przemieszczeniami materiału we wszystkich
badanych karach. Ostatnia faza zaczęła się w latach osiemdziesiątych, szczególnie dużą
aktywnością występowania spływów gruzowych charakteryzują się dwa ostatnie
dziesięciolecia (Kędzia, Parzóch 2013, 2016).
Datowanie lichenometryczne przeprowadziłem również w miejscu występowania
sezonowego płata śnieżnego w Wielkim Śnieżnym Kotle. Najstarsze plechy rosnące
u podnóża skalnej ściany mają około 90 lat. Zgodnie z założeniami metody datowania
lichenometrycznego (Haeberli i in. 1979) to oznacza, że do około 1930 r. płat śnieżny zalegał
w tym miejscu przez co najmniej 10 miesięcy w roku, czyli znacznie dłużej niż obecnie.
Niestety nie można jednoznacznie stwierdzić, czy ów płat zalegał przez cały rok, czy też
prawie cały rok. Niemniej jednak końcowy okres małej epoki lodowej w Karkonoszach
zaznaczył się nie tylko zwiększoną aktywnością spływów gruzowych, ale również znacznie
dłuższym niż obecnie zaleganiem płatów śnieżnych. Z kolei datowanie lichenometryczne
przeprowadzone przeze mnie na największym i najlepiej wykształconym lodowcu gruzowym
w polskiej części Karkonoszy (Chmal, Traczyk 1993), znajdującym się pomiędzy Łabskim
Szczytem a zachodnią krawędzią Małego Śnieżnego Kotła wykazało, że forma ta od co
najmniej 150-200 lat nie wykazała ruchu, związanego z występowaniem wieloletniej
zmarzliny (Kędzia 2016).
Tab. 1. Okresy aktywności spływów gruzowych i późniejszych przemieszczeń materiału
w obrębie form rzeźby utworzonych przez spływy gruzowe (T – wystąpienie spływu lub
niewielkie przemieszczenie materiału, b.d. – brak spływów lub brak danych)
Parzóch 2016).
Czas
Druga połowa
XIX w.
1900-1930
(1926)
1930-1940
1940-1950
1950-1960
1960-1970
(1964)
1970-1980
1980-1990
1990-2000
(1994 i 1997)
2001-2002
2006
(Kędzia,
Wielki Śnieżny
Kocioł
Czarny Kocioł
Jagniątkowski
Kocioł
Małego Stawu
Biały Jar
Kocioł
Łomniczki
T
b.d.
T
b.d.
T
T
T
b.d.
b.d.
T
b.d.
b.d.
b.d.
b.d.
b.d.
b.d.
T
b.d.
b.d.
b.d.
b.d.
b.d.
b.d.
T
b.d.
T
T
T
b.d.
T
b.d.
b.d.
b.d.
b.d.
b.d.
T
b.d.
b.d.
b.d.
T
T
T
T
T
T
b.d.
T
b.d.
T
b.d.
T
b.d.
b.d.
T
T
Pod koniec zimy w 2012 r. zostały przeprowadzone na Małym Stawie i w jego
najbliższym otoczeniu sondowania georadarowe (Gądek i in. 2015). Celem tych badań było
pozyskanie podstawowych informacji o osadach jeziornych i geomorfologicznych
uwarunkowaniach ich depozycji, oraz określenie miąższości i struktury pokryw
zwietrzelinowych, zalegających na skalnym podłożu. Z otrzymanych danych georadarowych
wynika, że Mały Staw powstał w utworach morenowych w miejscu przegłębienia
granitowego podłoża. Lita skała znajduje się około 25 m poniżej współczesnego dna jeziora.
Maksymalna miąższość osadów limnicznych dochodzi do 15 m i jest prawie dwukrotnie
większa, niż wynika to z wierceń przeprowadzonych przez B. Wicika (Wicik 1984, 1986).
Pod osadami jeziornymi zalega materiał morenowy z prawdopodobnie najmłodszym wałem
moreny recesyjnej z okresu ostatniego zlodowacenia Karkonoszy. Miąższość dwóch
badanych stożków napływowych (w południowo-wschodniej i południowo-zachodniej części
stawu) w ich końcowych strefach oceniliśmy na maksymalnie kilkanaście metrów (Gądek i
in. 2015).
Podsumowanie najważniejszych osiągnięć naukowych
Sporządzenie przeze mnie prawdopodobnie pierwszej na świecie krzywej
lichenometrycznej, w której współczynnik wzrostu plech zmienia się płynnie wraz
z wysokością, pozwoliło na dokładniejsze określenie wieku powierzchni stoków gruzowych
w Tatrach Wysokich. W Tatrach Zachodnich było to pierwsze datowanie stoków gruzowych.
Dla polskiej części Tatr wyznaczono za okres ostatnich 200 lat trzy fazy wzmożonej
aktywności modelowania stoków gruzowych, głównie przez spływy gruzowe. Pierwsza faza
obejmowała końcowy okres małej epoki lodowej i charakteryzowała się bardzo dużą
intensywnością omawianych procesów. Szczególnie zaznaczyły się lata 1820-1830, 18501860, 1880-1900 oraz 1910-1920, w większości odpowiadające okresom awansu lodowców
alpejskich. Druga faza przypadła na lata trzydzieste i czterdzieste XX w. Faza ta była
stosunkowo krótka i nie zapisała się tak intensywnym modelowaniem stoków gruzowych jak
ostatni okres małej epoki lodowej. Trzecia faza zaczęła się w latach siedemdziesiątych
ubiegłego wieku i trwa do chwili obecnej. Wyżej wymienione fazy, zwłaszcza najstarsze, nie
zaznaczyły się na wszystkich badanych stokach gruzowych. Dotyczy to zarówno Tatr
Wysokich jak i Zachodnich. Główną tego przyczyną jest przestrzenne zróżnicowanie
natężenia opadów, a także fosylizacja starszych utworów przez młodsze.
Wyniki datowań lichenometrycznych w powiązaniu z analizą długookresowych
danych opadowych wskazują na wyraźną zależność pomiędzy aktywnością procesów
morfogenetycznych modelujących stoki gruzowe (głównie spływów gruzowych) a zmianami
klimatu. Nie stwierdzono, aby w okresie ostatnich 200 lat aktywność badanych stoków
gruzowych w Tatrach wykazywała stałą tendencję.
Wykazano, że aktywność stoków gruzowych w obu częściach Tatr związana jest
z impulsami hydrometeorologicznymi, przy czym wrażliwość na te impulsy zależy od
wielkości i ukształtowania obszaru alimentacyjnego, w tym ilości dostarczanej zwietrzeliny
oraz typu i dynamiki procesów stokowych. Suma dobowa opadów ma dużo mniejsze
znaczenie niż natężenie opadu. Im większe natężenie opadu, tym krótszy jest czas potrzebny
do uruchomienia spływów gruzowych.
Zmienność i zróżnicowanie modelowania stoków gruzowych przez spływy gruzowe
w drugiej połowie XX w. w Tatrach, zachodziło podobnie jak w niezlodowaconej części Alp
francuskich. To dowodzi istnienia równoleżnikowej telekoneksji nie tylko w przebiegu zmian
temperatury powietrza, czy też przyrostów słojów drzew, ale również w procesach
morfogenetycznych.
Sporządzenie przeze mnie pierwszej krzywej lichenometrycznej dla Karkonoszy
pozwoliło na przeprowadzenie pierwszych datowań lichenometrycznych stoków gruzowych,
głównie form utworzonych przez spływy gruzowe. W polskiej części Karkonoszy za ostatnie
150 lat wyznaczono trzy okresy modelowania stoków gruzowych. Pierwszy okres obejmował
drugą połowę XIX w i skończył się w latach dwudziestych XX w. Charakteryzował się dużą
aktywnością modelowania stoków gruzowych. Następna faza, datowana na okres od lat
trzydziestych do lat osiemdziesiątych XX w., zapisała się małą aktywnością omawianych
procesów. Wyjątkiem był rok 1964, który zaznaczył się spływami gruzowymi lub znacznymi
przemieszczeniami materiału we wszystkich badanych cyrkach polodowcowych. Do
nielicznych przemieszczeń materiału w badanych formach, utworzonych przez spływy
gruzowe, doszło również w latach trzydziestych i czterdziestych ubiegłego wieku. Ostatnia
faza rozpoczęła się w latach osiemdziesiątych i trwa do dziś. Największą aktywnością
spływów gruzowych w tej fazie charakteryzowały się dwie ostatnie dekady.
Wykazano, że okresy wzmożonej aktywności modelowania stoków gruzowych
w Karkonoszach w ostatnich 150 latach są zbliżone do okresów modelowania stoków
gruzowych w Tatrach. W obu masywach górskich najbardziej zaznaczyły się lata
przypadające na końcowy okres małej epoki lodowej oraz ostatnie 30-40 lat. Z kolei lata
trzydzieste i czterdzieste XX w. wyraźnie zaznaczyły się w Tatrach, natomiast słabo
zaznaczyły się w Karkonoszach. Odwrotnie było z 1964 r., który w Karkonoszach zapisał się
występowaniem spływów gruzowych lub znacznymi przemieszczeniami materiału, natomiast
w Tatrach nie odnotowano wzmożonej aktywności tego rodzaju procesów.
Analiza intensywności i czasu trwania opadów wykazała, że w Tatrach przy dużym
natężeniu opadu wynoszącym ponad 1mm/min już po około 15 minutach mogą wystąpić
spływy gruzowe. Dla Karkonoszy czas ten jest około dwukrotnie dłuższy. Jest to związane
z różnicą w wielkości oraz ukształtowaniu obszaru alimentacyjnego i związanej z tym ilości
dostarczanej zwietrzeliny jak również typu i dynamiki procesów stokowych.
Przeprowadzono pierwsze kompleksowe, zarówno w Tatrach Wysokich jak
i Zachodnich sondowania georadarowe, które dostarczyły wielu dotąd nie znanych informacji
o grubości i strukturze piargów oraz kształcie skalnego podłoża. Po raz pierwszy za pomocą
badań geofizycznych określono miąższość stożków piargowych, która waha się od 20 do
35 m, czyli około dwukrotnie więcej niż do tej pory szacowano. Najbardziej miąższe stożki
znajdują się w Tatrach Wysokich. Stwierdzono, że zróżnicowanie grubości stożków
piargowych zależy przede wszystkim od aktywności procesów dostarczających materiał
skalny oraz od wielkości i ukształtowania obszaru alimentacyjnego. Położenie wysokościowe
i ekspozycja stoku mają znacznie mniejsze znaczenie. Nie stwierdzono związku pomiędzy
grubością piargu a jego rozciągłością pionową. Grubość badanych georadarowo stożków
w Tatrach jest co najmniej dwukrotnie większa od miąższości stożków przy Małym Stawie
w Karkonoszach.
Przeprowadzone po raz pierwszy datowanie lichenometryczne na lodowcach
gruzowych w Tatrach i Karkonoszach wykazały brak ich aktywności w okresie ostatnich
kilkuset lat. Nie wyklucza to jednak istnienia wieloletniej zmarzliny, której istnienie
w Tatrach zostało wykazane zarówno metodami pośrednimi jak i bezpośrednimi.
Po raz pierwszy udowodniono za pomocą datowania lichenometrycznego,
że w okresie małej epoki lodowej w Tatrach nie było w pełni wykształconych lodowców.
Stwierdzono, że istniejące lodowczyki zareagowały na zmianę klimatu głównie poprzez
zwiększenie swojej miąższości. Największe rozmiary osiągnęły w połowie XIX w., to jest
podczas awansu większości lodowców w Alpach. Również za pomocą datowania
lichenometrycznego, wykazano że w polskiej części Karkonoszy istniejące płaty śnieżne od
lat trzydziestych XX w. wykazują krótszy czas zalegania. Pokrywa się to z końcem małej
epoki lodowej w Tatrach, jak również z końcem pierwszej fazy wzmożonej aktywności
modelowania stoków gruzowych zarówno w Tatrach jak i Karkonoszach.
Pomimo różnic klimatycznych pomiędzy Tatrami i Karkonoszami, związanych
głównie z wysokością bezwzględną i położeniem geograficznym, duża zgodność w przebiegu
zmian omawianych w tej pracy procesów morfogenetycznych nawiązuje do stwierdzonej
przez klimatologów i dendrochronologów równoleżnikowej telekoneksji. Wpływ zmian
klimatu na aktywność spływów gruzowych i reakcję wieloletnich płatów
śnieżnych/lodowczyków w Tatrach i Karkonoszach jest podobny do wpływu i zmian
zachodzących w Alpach.
Literatura
(oprócz wymienionej powyżej w p. 4b i oznaczonej w tekście pogrubioną czcionką)
Bachman C.R., 1979. Glaciers des Alps. Bibliothèque des Arts, Paris.
Baumgart-Kotarba M., Kotarba A., 2001a. Deglacjacja Doliny Suchej Wody w Tatrach
Wysokich. [w:] A. Karczewski, Z. Zwoliński (red.), Funkcjonowanie geoekosystemów
w zróżnicowanych warunkach morfoklimatycznych - monitoring, ochrona, edukacja.
Stowarzyszenie Geomorfologów Polskich, Poznań, 73-84.
Baumgart-Kotarba M., Kotarba A., 2001b. Deglaciation in the Sucha Woda and Pańszczyca
valleys in the Polish High Tatras. Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 35, 738.
Cebulak E., 1983. Maximum daily rainfalls in the Tatra Mountains and Podhale Basin,
Zeszyty Naukowe UJ, Prace Geograficzne 57, 337-343.
Chmal H., Traczyk A., 1993. Plejstoceńskie lodowce gruzowe w Karkonoszach. Czasopismo
Geograficzne 64 (3 – 4), 253-263.
Ciepły M., 2011. Dynamika i przyczyny ruchu formy gruzowej w Świstówce Roztockiej. [w:]
R. Machowski, M.A. Rzętała (red.) Z badań nad wpływem antropopresji na
środowisko. Studenckie Koło Naukowe Geografów UŚ, Sosnowiec, 12, 9-18.
Dzierżek J., Lindner L., Nitychoruk J., 1987. Rzeźba i osady czwartorzędowe Doliny Pięciu
Stawów Polskich (Wysokie Tatry). Przegląd Geologiczny 1, 8-15.
Dzierżek J., Nitychoruk J., 1986. Types of Fossil Rock Glaciers in the Polish High Tatra Mts.
Bulletin of the Polish Academy of Sciences, Earth Sciences 34 (4), 409-418.
Haeberli W., King L., Flotron A., 1979. Surface movement and lichen-cover studies at the
active rock glacier near the Grubengletscher, Wallis, Swiss Alps. Arctic and Alpine
Research 11, 421-441.
Hess M., 1965. Piętra klimatyczne w polskich Karpatach Zachodnich. Zeszyty Naukowe UJ,
Prace Geograficzne 11, 268.
Hess M., 1968. Próba rekonstrukcji klimatu w holocenie na terenie Polski południowej. Folia
Quaternaria 29, 21-39.
Jahn A., 1958. Mikrorelief peryglacjalny Tatr i Babiej Góry. Biuletyn Peryglacjalny 6, 57–
80.
Jania J., 1997. The problem of Holocene glacier and snow patches fluctuations in the Tatra
Mountains: a short report, Glacier fluctuations during the Holocene, Strasbourg, 8593.
Jomelli, V., Pech, V.P., Chochillon, C., Brunstein, D., 2004. Geomorphic variations of debris
flows and recent climatic change in the French Alps. Climatic Change 64, 77–102.
Kaczka R.J., Lempa M., Czajka B., Rączkowska Z., Hreško J., Bugar G., 2015. The recent
timberline changes in the Tatra Mountains: A case study of the Mengusovská Valley
(Slovakia) and the Rybi Potok Valley (Poland). Geographia Polonica 88 (2), 71-84.
Kaszowski L., Krzemień K., Libelt P., 1988. Postglacjalne modelowanie cyrków
lodowcowych w Tatrach Zachodnich. Zeszyty Naukowe Uniwersytetu
Jagiellońskiego, Prace Geograficzne 71, 121-142.
Kędzia, S. 1993. Klimatyczne uwarunkowania płatów wiecznego śniegu w Tatrach na
przykładzie śnieżnika w Kotle Mięguszowieckim. Uniwersytet Jagielloński, Zakład
Klimatologii Instytutu Geografii (maszynopis), Kraków.
Kędzia S., 2004. Klimatyczne i topograficzne uwarunkowania występowania wieloletniej
zmarzliny w Tatrach Wysokich (na przykładzie Koziej Dolinki). Instytut Geografii
i Przestrzennego Zagospodarowania Polskiej Akademii Nauk, Warszawa, praca
doktorska – maszynopis, s. 124.
Kędzia S., 2016. Zapis zmian klimatu w ostatnich 200 latach w morfodynamice stoków oraz
kriosferze Tatr i Karkonoszy. Przegląd Geograficzny (w druku).
Kędzia S., Kotarba A., Mościcki J., 2004. Lodowiec gruzowy nad Wielkim Hińczowym
Stawem w Tatrach Słowackich - wyniki wstępnych badań termicznych. [w:] A.
Styczyńska, A. A. Marsz (red.), XXX Międzynarodowe Sympozjum Polarne, Gdynia,
Akademia Morska, Polish Polar Studies, 167-177.
Kędzia S., Mościcki J., Wróbel A., 1998. Studies on the occurrence of permafrost in Kozia
Valley (The High Tatra Mts). [w:] J. Repelewska-Pękalowa (red.), Relief, Quaternary
palaeogeography and changes of the polar environment. Polar Session. IV Conference
of Polish Geomorpologists, Lublin, 3-6 June 1998. Lublin, Maria Curie-Skłodowska
University Press, 51-57 (Spitsbergen Geographical Expeditions).
Klimaszewski M., 1948. Polskie Karpaty Zachodnie w okresie dyluwialnym. Prace
Wrocławskiego Towarzystwa Naukowego B, 7, 236.
Klimaszewski M., 1988. Rzeźba Tatr polskich. Państwowe Wydawnictwa Naukowe,
Warszawa.
Kłapyta P., 2011. Relative surface dating of rock glacier systems in the Žiarska Valley, the
Western Tatra Mountains, Slovakia. Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 45,
89-106.
Kłapyta P., 2013. Application of Schmidt hammer relative age dating to Late Pleistocene
moraines and rock glaciers in the Western Tatra Mountains. Slovakia. Catena 111,
104-121.
Kondracki J., 1978. Geografia fizyczna Polski. Państwowe Wydawnictwa Naukowe,
Warszawa.
Kotarba A., 1986. Lodowce gruzowe w Tatrach, Wszechświat 87 (5), 97-99.
Kotarba A., 1988a. Fossil rock glaciers in the Polish Tatra Mountains: origin and age. [w:]
M. Pecsi, L. Starkel L. (red.), Paleography of Carpathian Regions, Geographical
Research Institute Hungarian Academy of Science, Budapeszt, 161-169.
Kotarba A., 1988b. Lichenometria i jej zastosowanie w badaniach geomorfologicznych
w Tatrach. Wszechświat 89 (1), 13-15.
Kotarba A., 1989. On the age of debris slops in the Tatra Mountains. Studia Geomorphologica
Carpatho-Balcanica 23, 139-152.
Kotarba A., 1991. On the ages and magnitude of derbis flows in the Polish Tatra Mountains.
Bulletin of the Polish Academy of Science 39 (2), 129-135.
Kotarba A., 1991-1992. Reliktowe lodowce gruzowe jako element deglacjacji Tatr Wysokich,
Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 25-26, 133-150.
Kotarba A., 1992. High energy geomorphologic events in the Polish Tatra Mountains.
Geografiska Annaler 74A, 123–131.
Kotarba A., 1994. Geomorfologiczne skutki katastrofalnych letnich ulew w Tatrach
Wysokich, Acta UNC Geografia 27,21-34.
Kotarba A., 1995. Rapid mass wasting over the last 500 years in the High Tatra Mountains.
Questiones Geographicae, Spec. Issue 4, 177-183.
Kotarba A., 1996. Sedimentation rates in the High Tatra lakes during the Holocene geomorphic interpretation. Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 30, 51-61.
Kotarba A., 1997. Formation of high mountain talus slope related to debris-flow activity in
the High Tatra Mountains. Permafrost and Periglacial Processes 8, 191-204.
Kotarba A., 2001. Lichenometryczne oznaczanie wieku formy rzeźby wysokogórskiej. Prace
Geograficzne IGiPZ PAN 179, 197-208.
Kotarba A., 2004. Zdarzenia geomorfologiczne w Tatrach Wysokich podczas małej epoki
lodowej, [w:] A. Kotarba (red.), Rola małej epoki lodowej w przekształcaniu
środowiska przyrodniczego Tatr. Prace Geograficzne IGiPZ PAN 197, 9-55.
Kotarba A., 2007. Lodowce gruzowe i wały niwalne – efekt późnoglacjalnej ewolucji rzeźby
Tatr. Przegląd Geograficzny 79 (2), 199-213.
Kotarba A., Kaszowski L., Krzemień K., 1987. High-mountain denudational system in the
Polish Tatra Mountains. Geographical Studies IGiPZ PAN, Special issue 3.
Kotarba A., Migoń P., 2010. Góry wysokie a góry średnie Europy – spojrzenie geomorfologa.
Czasopismo Geograficzne 81 (1-2), 3-19.
Kotarba A., Pech P., 2002. The recent evolution of talus slopes in the High Tatra Mountains
(with the Pańszczyca Valley as example). Studia Geomorphologica CarpathoBalcanica 36, 69 – 76.
Kotarba A., Rączkowska Z., Długosz M., Boltiźiar M., 2013. Recent debris flows in the Tatra
Mountains. [w:] D. Loczy (red.), Geomorphological impacts of extreme weather. Case
studies from Central and eastern Europe. London, New York, Springer, 221-236.
Krzemień K., 1988. The dynamics of debris flows in the upper part of the Starorobociańska
Valley (Western Tatra Mts.). Studia Geomorphologica Carpatho-Balcanica 22, 123144.
Lamparski P., Kędzia S., 2007. Permafrost occurrence in Kozia Dolinka (High Tatra
Mountains) in light of ground penetrating radar investigations. Geomorph. Slovaca
Bohem. 7 (1), 82-88.
Lukniš M., 1973. Reliéf Vysokých Tatier a ich predpolia. Vydatelstvo Slovenskej
Akadémie Vied, Bratislava.
Mościcki J., Kędzia S., 2001. Investigation of mountain permafrost in the Kozia Dolinka
valley, Tatra Mountains, Poland. Norsk Geogr. Tidsskr. 55, 235-240.
Nemčok A., Mahr T., 1974. Kamenné ladovce v Tatrách. Geografický Casopis 26 (4), 359374.
Niedźwiedź, T., 1996. Wieloletnia zmienność temperatury powietrza i opadów w Tatrach.
[w:] Kotarba, A. (red.), Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a Człowiek, Nauki
o Ziemi 1, 161-163.
Niedźwiedź, T., 2000. Zmienność temperatury powietrza i opadów w Tatrach w ostatnich 50
latach. [w:] Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego a człowiek. Współczesne
przemiany środowiska przyrodniczego Tatr, II Ogólnopolska Konferencja,
Zakopane,12–14 październik 2000, TPN, PTPNoZ Oddział Krakowski, 37–38.
Niedźwiedź T., 2004. Rekonstrukcja warunków termicznych lata w Tatrach od 1550 roku.
[w:] A. Kotarba (red.), Rola małej epoki lodowej w przekształcaniu środowiska
przyrodniczego Tatr, Prace Geograficzne IGiPZ PAN, 197, 57-88.
Obrębska-Starkel B., Bednarz Z., Niedźwiedź T., Trepińska J., 1995. On the trend of the
climate changes in the higher part of the Carpathian Mountains. Zeszyty Naukowe UJ,
Prace Geograficzne 98, 123-151.
Ostrowski Ł., 2002. Próba określenia dynamiki form gruzowych w wybranych dolinach Tatr
Wysokich. Archiwum Katedry Geomorfologii, WNoZ UŚ, Sosnowiec (maszynopis),
107.
Partsch J., 1923. Die Hohe Tatra zur Eiszeit, Leipzig.
Rączkowska Z., 2007. Współczesna rzeźba peryglacjalna wysokich gór Europoy. Prace
Geograficzne IGiPZ PAN 212.
Rączkowska Z., Długosz M., Gądek B., Grabiec M., Kaczka R.J., Rojan E., 2015.
Uwarunkowania przyrodnicze, skutki i zmiany aktywności lawin śnieżnych w Tatrach.
[w:] A. Chrobak, A. Kotarba (red.), Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego
a Człowiek, Nauki o Ziemi t.1, 133-141.
Röthlisberger F., Haas P., Holzhauser H., Keller W., Bircher W., Renner F., 1980.
Radiocarbon dating of fossil soils (fAh) and woods from moraines and glaciers in the
Alps. Geography in Switzerland, Geographica Helvetica 35 (5), 21-52.
Trepińska J. B., 2010. Gradienty opadowe w polskich Tatrach i Karkonoszach. [w:] T. Ciupa,
R. Suligowski (red.), Woda w badaniach geograficznych, 295-302.
Vivian R., 1975. Les glaciers des Aloes Occidentales. Imprimerie Allier, Grenoble.
Wdowiak S., 1961. Współczesny lodowiec karowy w Wielkim Kotle Mięguszowieckim nad
Morskim Okiem w Tatrach. Biuletyn Geologiczny 1 (1), 87-92.
Wicik B., 1984. Osady jezior tatrzańskich i etapy ich akumulacji. Prace i Studia Geograficzne
UW 5, 55-69.
Wicik B., 1986. Asynchroniczność procesów wietrzenia i sedymentacji w zbiornikach
jeziornych Tatr i Karkonoszy w postglacjale. Przegląd Geograficzny 58 (4), 809-823.
Wiśliński A., 2002. O zmianach zasięgu niektórych płatów firnu i lodu w zlewni Morskiego
Oka. [w:] Borowiec, W., Kotarba, A., Kownacki, A., Krzan, Z., Mirek, Z. (red.),
Przemiany Środowiska Przyrodniczego Tatr. Tatrzański Park Narodowy, Polskie
Towarzystwo Przyjaciół Nauk o Ziemi, Oddział Kraków, Kraków-Zakopane, 71-75.
Zumbühl H. J., Messerli B., Pfister C., 1983. Die Kleine Eiszet. Gletschergeschichte im
Spiegel der Kunst. Gletschergarten-Museum Luzern, Schweizerisches Alpines
Museum Bern.
5. Omówienie pozostałych osiągnięć naukowo - badawczych (artystycznych).
(po napisaniu pracy doktorskiej w 2004 r.)
Po uzyskaniu stopnia doktora moje zainteresowania badawcze, oprócz wcześniej
opisanych, skupiały się na następujących zagadnieniach:
1. Termice gruntu w piętrze krioniwalnym Tatr.
2. Topoklimatycznych uwarunkowaniach górnej granicy lasu.
3. Morfodynamice rzeźby (poza Polską)
4. Survivalu
1. Termika gruntu w piętrze krioniwalnym Tatr
Od około 20 lat (z przerwami) prowadzę pomiary temperatury gruntu w Koziej
Dolince i na Hali Gąsienicowej. Wyniki tych pomiarów zostały opublikowane samodzielnie
(Kędzia 2006, 2015a), bądź też we współpracy z innymi osobami.
Wraz z B. Gądkiem opublikowałem wyniki pomiarów temperatury gruntu i śniegu
w miejscach występowania wieloletniej zmarzliny i wolnych od niej. Przeprowadzone
pomiary pozwoliły na opracowanie typów reżimu termicznego u spągu pokrywy śnieżnej
i wyciągnięcia bardzo ważnych wniosków, dotyczących detekcji wieloletniej zmarzliny przy
użyciu metody BTS (Bottom Temperatureof the winter Snow cover). Otrzymane wyniki
zostały opublikowane w Permafrost and Periglacial Processes (Gądek, Kędzia 2008 -11 cyt.
wg WOS, 15 cyt. wg Scopus, 25 cyt. wg GS) oraz Przeglądzie Geograficznym (Gądek,
Kędzia 2009).
Wyniki badań nad przemarzaniem gruntu oraz przemieszczaniem pokryw w Dolinie
Suchej Wody w Tatrach opublikowałem również z J. Baranowskim oraz Z. Rączkowską
(Baranowski i in. 2004, 2005).
Badania nad przemarzaniem gruntu były wspomagane innymi metodami. Przykładem
tego mogą być sondowania georadarowe w Koziej Dolince, których głównym celem była
detekcja wieloletniej zmarzliny (Lamparski, Kędzia 2007).
2. Topoklimatyczne uwarunkowaniach górnej granicy lasu.
Od 2007 r. prowadzę przy współpracy z J. Baranowskim badania nad zależnością
pomiędzy rzeźbą terenu, temperaturą powietrza i przebiegiem górnej granicy lasu w rejonie
Doliny Suchej Wody w Tatrach. Roczne pomiary temperatury powietrza prowadzone przy
zwartej górnej granicy lasu w różnych formach terenowych wykazały bardzo duże
zróżnicowanie, zarówno średniej dobowej temperatury powietrza, jak również temperatury
minimalnej i maksymalnej (Baranowski, Kędzia 2010; Kędzia 2011).
W 2011 r. przeprowadzono pomiary temperatury na stanowiskach usytuowanych
w kosodrzewinie, tuż powyżej granicy lasu oraz na stanowiskach usytuowanych w lesie, tuż
poniżej granicy lasu. Otrzymane wyniki dowodzą bardzo dużego zróżnicowania w przebiegu
temperatury pomiędzy stanowiskami w lesie a stanowiskami w kosodrzewinie. Najmniej
korzystne pod względem termicznym warunki panują w kosodrzewinie, tuż przed zwartą
granicą lasu. Na stanowiskach usytuowanych w kosodrzewinie zarejestrowano najniższe
wartości temperatury i największą liczbę dni z przymrozkami (Baranowski, Kędzia 2015).
Otrzymane wyniki pomiarów są szczególnie ważne dla leśników.
3. Morfodynamika rzeźby (poza Polską)
Wraz z Z. Rączkowską prowadziłem datowanie lichenometryczne na Sławkowskim
Szczycie w Tatrach Słowackich. Wyniki tych datowań przeczą opisom, według których
podczas kilkudniowych intensywnych opadów deszczu, rzekomo połączonych z trzęsieniem
ziemi, w 1662 roku miało dojść w obrębie Sławkowskiego Szczytu do runięcia olbrzymich
mas skalnych, powodując obniżenie się jego wierzchołka o około 300 m (Kędzia,
Rączkowska 2008, 2010).
Wspólnie z J. Mościckim i A. Kotarbą opublikowałem wyniki badań geofizycznych
prowadzonych w Górach Abisko (między Kiruną a Narvikiem), dotyczące erozji glacjalnej
oraz występowania wieloletniej zmarzliny. Wyniki zostały opublikowane między innymi
w Geografiska Annaler (Mościcki i in. 2006 -1 cyt. wg WOS, 1 cyt. wg Scopus, 3 cyt. wg
GS) .
4. Survival
Od wielu lat zajmuję się również badaniami z zakresu survivalu, publikując z tych
zagadnień artykuły naukowe (Kędzia 2010, 2015b,) i popularno-naukowe (m. in. Borecki i in.
2016).
Literatura
1. Baranowski J., Kędzia S., 2015. Zróżnicowanie temperatury powietrza na górnej granicy
lasu w Dolinie Suchej Wody. Wydawnictwa Tatrzańskiego Parku Narodowego,
Zakopane, t. 1, 27-34.
2. Baranowski J., Kędzia S., 2010. Wpływ rzeźby terenu na topoklimat i położenie górnej
granicy lasu. [w:] A. Kotarba (red.) Nauka a zarządzanie obszarem Tatr i ich otoczeniem.
T.1. Nauki o Ziemi. Materiały IV Konferencji Przyroda Tatrzańskiego Parku Narodowego
a człowiek, Zakopane, 14-16 października 2010. Zakopane: Tatrzański Park Narodowy,
17-22.
3. Baranowski J., Kędzia S., Rączkowska Z., 2004. Soil freezing and its relation to slow soil
movements on Alpine slopes (of the Tatra Mountains, Poland). Analele Univ. Vest Timis.
Geografie 14, 169-179.
4. Baranowski J., Kędzia S., Rączkowska Z., 2005. Badania przemieszczania gruntu
i przemieszczania pokryw w otoczeniu Hali Gąsienicowej. [w:] K. Krzemień,
J. Trepińska, A. Mokwa (red.), Rola stacji terenowych w badaniach geograficznych,
Kraków: IGiGP UJ, 251-261.
5. Borecki S., Jaśkiewicz B., Kędzia S., Kwiatkowski K., Marszałek E., Trembaczowski
A., 2016. Cztery pory roku w lesie. Surwiwal. Wydawnictwo Lasów Państwowych (w
druku).
6. Gądek B., Kędzia S., 2006. Reżim termiczny gruntu u spodu pokrywy śnieżnej w strefie
wieloletniej zmarzliny w Tatrach. [w:] A. Kotarba, W. Borowiec, (red.), Tatrzański Park
Narodowy na tle innych górskich terenów chronionych. T.1. Nauki o Ziemi. ZakopaneKraków: Wydaw. Tatrzańskiego Parku Narodowego, 109-115.
7. Gądek B., Kędzia S., 2008. Winter ground surface temperature regimes in the zone
of sporadic discontinuous permafrost, Tatra Mountains (Poland and Slovakia). Permafrost
and Periglacial Process 19, 315-321.
8. Gądek B., Kędzia S., 2009. Problem detekcji wieloletniej zmarzliny na podstawie
temperatury u spągu zimowej pokrywy śnieżnej na przykładzie Tatr. Przegląd
Geograficzny 81 (1), 75-91.
9. Kędzia S., 2015a. Zarys historii badań przemarzania gruntu i wieloletniej zmarzliny
w polskiej części Tatr. Przegląd Geograficzny 87 (1), 53-69.
10. Kędzia S., 2015b. Budowa awaryjnych schronień z wykorzystaniem izolacyjnych
właściwości śniegu. Studia i Materiały CEPL w Rogowie, R. 17, z. 43/2, 80-90.
11. Kędzia S., 2011. The influence of relief on microclimate and location of the upper treelimit. Geographia Polonica 84 (1), 5-11 .
12. Kędzia S., 2010. Survival i jego najważniejsze elementy. [w:] R. Kulig, A. Skorupa (red.),
Człowiek wobec gór. Perspektywa psychologiczna, filozoficzna i kulturoznawcza.
Wrocław, Word-Press, 15-20.
13. Kędzia S., 2006. Winter thermal regime of ground in the Kozia Dolinka valley (Polish
High Tatra Mts.). [w]: I. Smolova (red.), Geomorfologice vyzkumy w roce 2006.
Olomouc, Vydavatelstvi Univerzita Palackeho, 100-103.
14. Kędzia S., Rączkowska Z., 2010. Wielki obryw na Sławkowskim Szczycie w świetle
ostatnich badań lichenometryczno-geomorfologicznych. Wierchy 2010 (74), 163-167.
15. Kędzia S., Rączkowska Z., 2008. Lichenometric - geomorphological investigations in the
area of Slavkovsky Stit. Geomorph. Slovaca Bohem. 8 (1), 36-41.
16. Lamparski P., Kędzia S., 2007. Permafrost occurrence in Kozia Dolinka (High Tatra
Mountains) in light of ground penetrating radar investigations. Geomorph. Slovaca
Bohem. 7 (1), 82-88.
17. Mościcki J., Kotarba A., Kędzia S., 2006. Glacial erosion in the Abisko Mountains:
Kaerkevagge and Vassivagge, Northern Sweden. Geografiska Annaler, Ser.A, 88 (2), 151163.
Kraków 19.07.2016

autoreferat - IGiPZ PAN

Transkrypt

Podobne dokumenty

ANDRZEJ SKUPIŃSKI

ODPOWIEDZI